Authors
1 Department of Geology, Faculty of Science, University of Birjand, Birjand, Iran
2 Department of Mining Engineering, Faculty of Engineering, University of Birjand, Birjand, Iran
Abstract
Keywords
Main Subjects
مقدمه
منطقه خوان– قهستان در نزدیک به 90 کیلومتریِ شمالخاوری بیرجند (30 کیلومتریِ قهستان) و میان طولهای جغرافیایی خاوری '40 °59 تا '43 °59 و عرضهای جغرافیایی شمالی '14 °33 تا '20 °33 است. همچنین، در نقشه زمینشناسی 1:100000 سرچاه این منطقه در شمالخاوری بیرجند (Omrani، 2002) و در جنوبخاوری نقشه زمینشناسی 1:250000 قاینات (Eftekharnezhad, 1991) در استان خراسان جنوبی در خاور ایران) جای گرفته است. مهمترین راه دسترسی به منطقه از راه بیرجند– قهستان- خوان است (شکل 1).
این منطقه در کرانة شمالباختری ایالت ساختاری سیستان و شمالخاوری پهنه لوت جای دارد و دربردارندة سنگهای آتشفشانی ترشیری است. تناوب سنگهای گدازهای و آذرآواری گستره چشمگیری را در بر گرفته است. این سنگها با رسوبهای جوان کواترنری پوشیده شدهاند. برپایه دادههای نقشه زمینشناسی 1:100000 سرچاه، سنگهای آتشفشانی ترشیری و آذرآواریهای مرتبط با آنها از سنگهای این منطقه هستند (Omrani and Nazary, 2002).
شکل 1- نقشه راههای دسترسی به منطقه منطقه خوان– قهستان در شمالخاوری بیرجند (خاور ایران) (برگرفته از نقشه 1:100000 سرچاه؛ Omrani، 2002)
این منطقه، بخشی از مجموعه جوشخورده پدیدآمده از برخورد پهنه لوت با بلوک افغان است و بهنام زمین درز سیستان شناخته میشود (Tirrul et al.1983).
برپایه بررسیهای Fotoohi Rad (2004) حرکت بلوک لوت بهسوی بلوک افغان، در پی فرورانش سنگکردة اقیانوسی بهسوی خاور است.
برپایه پیشنهاد Elah Pour و همکاران (2011)، سرشت آتشفشانیهای ترشیری در شمالخاوری بیرجند، کالکآلکالن و وابسته به حاشیه قارهای فعال است.
بررسیهای Mohammadi و همکاران (2011) در منطقه حسینآباد (جنوبباختری بیرجند) نشان میدهد سنگهای آتشفشانی ترشیری منطقه از سری ماگمایی کالکآلکالن با ویژگی آداکیتی هستند و خاستگاهی گارنت آمفیبولیتی دارند.
یافتههای Yousefzadeh و Sabzehei (a2012) نشان میدهد آندزیت، داسیت، آندزیتداسیتی، تراکیآندزیت، آندزیت بازالتی و ریولیت از سنگهای آتشفشانی منطقه بیرجند– خوسف بوده و سری ماگمایی آنها کالکآلکالن است. پهنه پیدایش این سنگها با حاشیه فعال قارهای همخوانی دارد. داسیتها و آندزیتهای داسیتی این منطقه برونبومهای گوناگون آمفیبولیتی و متاپلیتی دارند.
در بررسیهای Yousefzadeh و Sabzehei (b2012) سن سنگهای آتشفشانی منطقه بیرجند - خوسف ترشیری (ائوسن- الیگوسن) دانسته شده است.
در راستای بررسی پیدایش و پیشینه زمینشناسی خاور کشور، این پژوهش به بررسی زمینشیمی و سنگشناسی این سنگهای آتشفشانی میپردازد.
زمینشناسی منطقه
برپایه نقشه 100000/1 سرچاه، سنگهای آتشفشانی منطقه خوان– قهستان سن الیگو- میوسن دارند (Omrani, 2002). در این زمان، در پی فرایندهای کششی اندک، بخشی از ماگماتیسم این زمان بهصورت روانههای گدازهای شده است. روانههای الیگو- میوسن داسیتی و گدازههای آندزیتی و آندزیت بازالتی هستند و همراهانی از سنگهای آذرآواری دارند. نهشتههای آذرآواری در منطقه حجم چشمگیری دارند. این نهشتهها در مرحلههای نخستین و انفجاری فرایندهای آتشفشانی در منطقه پدید آمدهاند. رخنمونهای فراوانی از تراکیآندزیتهای بازالتی در بلندیهای خاوری روستاهای خوان و آنیک و جنوبباختر روستاهای مناوند و ماسنان بهصورت سنگهای گدازهای سرخرنگ دیده میشوند. در برخی بخشها، تراکیآندزیتهای بازالتی به رنگ خاکستری تیره و دانهریز برونزد دارند. در کل، آندزیتها بیشترین گستردگی را در جنوب منطقه دارند (شکل 2). در بسیاری از تودههای منطقه خوان– قهستان، درزهها و شکستگیها، استحکام نخستین سنگها را از میان بردهاند و ازاینرو، سنگها بسیار دچار دگرسانی شدهاند. سیستم شکستگیهای سیستماتیک درزهای منظم بوده و فرسایش پلکانی در آندزیتها را در پی داشته است. رخنمون پیروکسن آندزیتها در بخشهای خاوری تا باختری منطقه خوان دیده میشود. رنگ این سنگها تیرهتر از آندزیت و خاکستری تیره است. داسیتها در بخشهای شمالخاوری منطقه بهصورت ساختهای ستونی دیده میشوند. در برخی بخشها، آذرآواریها در زیر گنبدهای داسیتی به چشم میخورند. این آذرآواریها کهنتر از داسیتها هستند و در پی فرسایشِ بسیار، گاه به رنگ تیره هم دیده میشوند. سیستمهای گسلی و درزهای، بر فرایندهای دگرسانی و فرسایشی افزوده است؛ بهگونهایکه آبراههها و درهها در راستای آنها پدید آمدهاند. در منطقه خوان– قهستان، گسلخوردگی و شکستگیهای پیچیده، بسیار بیشتر از چینخوردگیها دیده میشوند.
روش انجام پژوهش
برای شناسایی مجموعه سنگهای منطقه و روابط صحرایی آنها، نخست بررسیهای صحرایی انجام شد و سپس شمار 85 مقطع نازک ساخته و ویژگیهای کانیشناسی و بافتی آنها بررسی شد.برای بررسیهای شیمیایی شمار 10 نمونه که دربرگیرنده همه واحدهای سنگی منطقه بود به روش ICP (برای عنصرهای اصلی) و ICP-MS (برای عنصرهای فرعی و کمیاب) در آزمایشگاه ACME کشور کانادا تجزیه شیمیایی شدهاند. از نرمافزارهایCorelDraw، Minpet، GCDkit و ArcGIS برای رسم نقشهها و نمودارها بهره گرفته شد.
شکل 2- نقشه زمینشناسی منطقه خوان– قهستان در شمالخاوری بیرجند (خاور ایران) (برگرفته از نقشه 1:100000 سرچاه؛ Omrani، 2002)
سنگنگاری
1- تراکیآندزیت بازالتی
رخنمونهای فراوانی از تراکیآندزیت بازالتی در بلندیهای جنوبباختری و خاور منطقه، به رنگهای خاکستری تیره و یا سرخ دیده میشوند. این سنگها بافتهای دانهریز (میکروکریستالین)، پورفیریتیک با خمیره ریزدانه تا نهانبلورین و میکرولیتی دارند. اختلاف بسیار و ناگهانی میان اندازه فنوکریستها و زمینه را پیامد تبلور مرحلهای میدانند؛ بهگونهایکه بلورهای درشت در ژرفا پدید میآیند و نشاندهندة مراحل نخستین تبلور هستند (Shelly, 1993). میکرولیتهای پلاژیوکلاز گاه بافت جریانی نشان میدهند (شکل 3-A). برپایه پیشنهاد Hyndman (1985)، علت پیدایش بافت غالب میکرولیتی در این سنگها را اینگونه دانست که ماگمای سازنده این سنگها مواد فرار داشته و هنگام حرکت بهسوی بالا، با آبهای زیرزمینی برخورد کرده است. این ویژگی به آنها کمک میکند بهصورت جریانی پدید آیند. انباشتگی بلورهای کلینوپیروکسن (اوژیت) نیز پیدایش بافت گلومروپورفیریتیک را در پی داشته است (شکل 3- B). این بافت پیامد انباشتگی درشتبلورهای پلاژیوکلاز و کلینوپیروکسن در زمینهای از ریزبلورهای پلاژیوکلاز، پیروکسن و کانیهای کدر است. بلورها هنگام بالاآمدن ماگما با یکدیگر برخورد میکنند و چنانچه شبکه بلوری آنها با یکدیگر موازی باشد و یا در جهت ماکلی مناسب قرار گیرند، به یکدیگر میچسبند و گلومرولها را پدید میآورند (Shelley, 1993).
شکل 3- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از تراکیآندزیتهای بازالتی منطقه خوان (شمالخاوری بیرجند). A) بافتهای میکرولیتی جریانی، دو سر چنگالی و کرواتی در پلاژیوکلازها؛ B) بافت گلومروپورفیریتیک پدیدآمده از انباشتگی درشتبلورهای کلینوپیروکسن؛ C) بافت غربالی و منطقهبندی شیمیایی در پلاژیوکلاز؛ D) هورنبلندهایی با حاشیه اپاسیتی و بافت پورفیریتیک
پلاژیوکلاز و پتاسیمفلدسپار (سانیدین) کانیهای اصلی هستند؛ اما هورنبلند، کلینوپیروکسن و بیوتیت نیز به مقدار کمتر یافت میشوند. پلاژیوکلازها نزدیک به 55 تا 60 درصد حجمی کل سنگ را در برگرفتهاند و برپایه زاویه خاموشی (روش میشل لوی) در محدوده الیگوکلاز تا آندزین جای میگیرند. این کانی به دو صورت فنوکریست شکلدار تا نیمهشکلدار و میکرولیتی در خمیره سنگ دیده میشود. پلاژیوکلاز با بزرگی چند دهم میلیمتر تا سه میلیمتر، فراوانترین کانی سازندة این سنگهاست. این کانی گاه کنارههای خلیجیشکل و بافت غربالی (همگن) و با منطقهبندی دارد (شکل 3- C). بافت غربالی پیامد تغییرات دمایی و شیمیایی بلوری است که در تماس با مذاب است. این بافت چهبسا در پی انتقال بلور به بخش دیگری از ماگما، یا پیدایش جریان مذاب در میان بلورهایی که زودتر پدید آمدهاند و یا جدایش بلوری پیشرونده مذاب پدید میآید (Reubi, 2002; Arvin et al., 2003). در برخی مقطعها، میکرولیتهای پلاژیوکلاز در زمینه، بافت دو سر چنگالی دارند (شکل 3- A). این بافت نشان میدهد نرخ سردشدن ماده مذاب بسیار پرشتاب بوده است (Lofgeron, 1980). همچنین، برپایه بررسیهای Mislanker و همکاران (2001)، سردشدگی، جریان سیالی، ترکیب مایع، سرعت هستهبندی و رشد، هستهبندی ناهمگون و تهنشینی یا شناوری بلورها از سازوکارهایی هستند که بافتِ میکرولیتهای پلاژیوکلاز (مانند: بافت دو سر چنگالی) را کنترل میکنند.
هورنبلندها حاشیه اپاسیتی دارند (شکل 3- D). حاشیه اپاسیتی پیامد واکنشهای اکسیداسیون هنگامِ فوران بوده و بیشتر از کانیهای تیتانومگنتیت، ایلمنیت و مگنتیت ساخته شده است (Plechov et al., 2006). افت فشار، گسترة پایداری برخی کانیها را کاهش میدهد و آنها را دستخوش واجذبی میکند؛ ازاینرو، حاشیههای سیاه رنگی در گرداگرد بلورهایی مانند هورنبلند پدید میآیند (Devine and Sigurdsson, 1995).
آندزیت
آندزیت فراوانترین واحد سنگی در منطقه خوان است که بهصورت گدازهای و آذرآواریهای مرتبط، در بخشهای مرکزی، خاور و باختر منطقه رخنمون دارد. بافت غالب در آندزیتها، پورفیریتیک با خمیره دانهریز تا نهانبلور و گاه خمیره میکرولیتی است (شکل 4- A).
شکل 4- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از آندزیتهای منطقه خوان (شمالخاوری بیرجند). A) بافت پورفیریتیک با زمینه دانهریز، درشتبلور پلاژیوکلاز با بافت غربالی و بلورهای هورنبلند با حاشیه اپاسیتی؛ B) چندرنگی قهوهای روشن تا تیره هورنبلند و نیز بافت پورفیریتیک با زمینه میکرولیتی؛ C) درشتبلورهای کلینوپیروکسن (اوژیت) در زمینه ساختهشده از میکرولیتهای پلاژیوکلاز؛ D) درشتبلورهای پلاژیوکلاز با منطقهبندی شیمیایی که از مرکز به کانیهانی رسی و کربنات کلسیم دگرسان شدهاند
در برخی نمونهها، بافت گلومروپورفیریتیک و در برخی، بافت حفرهای نیز دیده میشود (اندازه حفرهها تا 2 میلیمتر). بافت حفرهای پیامد خروج مواد فرار و گازی است. گاه حفرها از کانیهای کربناته پر شده و بافت آمیگدالوییدال را پدید آوردهاند. پلاژیوکلاز اصلیترین کانی سازندة آندزیتهای منطقه است (شکل 4- A). این کانی60 تا 65 درصد حجم کل سنگ را در بر میگیرد. فراوانی این کانی نشان میدهد هنگام فوران ماگمای آندزیتی، پلاژیوکلاز فاز جامد گدازه بوده است (Housh and Luher, 1991). دربارة علت پیدایش بافت غربالی (شکل 4- A)، افزون بر نبود تعادل شیمیایی، بالاآمدن پرشتاب ماگما و کاهش ناگهانی فشار و آلایش پوستهای پیشنهاد شده است (2002 Raymond,). در برخی نمونهها، هورنبلند چندرنگی قهوهای روشن تا تیره نشان میدهد (شکلهای 4- A و 4- B)؛ اما در بیشتر نمونهها، هورنبلند سبز دیده میشود. بلورهای ریز آپاتیت که کانی ویژه آندزیتهای کوهزایی است (Kuno, 1969)، از کانیهای فرعی این سنگهاست.
پیروکسنآندزیت
پیروکسن آندزیتها در بخشهای خاوری و باختری منطقه دیده میشوند. رنگ این سنگها تیرهتر از آندزیت و به رنگ خاکستری تیره است. بافت بیشتر آنها پورفیریتیک، میکرولیتیک و شیشهای است. پلاژیوکلاز و پیروکسن کانی اصلی (شکل 4- C) و هورنبلند کانی عادی این سنگهاست.بلورهای پلاژیوکلاز گاه به شکل صلیب هم دیده میشوند (شکل 4- D). برخی پلاژیوکلازها لبههای گردشده دارند که پیامد جذب دوباره ناقص، نبود تعادل شیمیایی، بالاآمدن پرشتاب ماگما، کاهش ناگهانی فشار و نقش آلایش پوستهای است (Housh and Luher, 1991). برپایه بررسیهای Shelley (1993)، ماکل آلبیتی دیدهشده در برخی بلورهای پلاژیوکلاز، همانند همرشدی دو بلور هم ترکیب است که چهبسا نخستین یا ثانویه باشند. پیروکسن دومین کانی فراوان این سنگهاست و نزدیک به 15 تا 20 درصد حجم این سنگها را در بر میگیرد. پیروکسنهایِ این سنگها، از نوع کلینوپیروکسن (اوژیت) است. کانیهای کدر و کانیهای رسی کانیهای ثانویه پدیدآمده از دگرسانی هستند. کربناتیشدن پیروکسنها و پلاژیوکلازها از دگرسانیهای رایج در این سنگهاست. کلسیت از کانیهای ثانویهای است که در متن سنگ و بهصورت رگه، در شکستگیهای سنگ دیده میشود. فرایند اُپاسیتیشدن در بلورهای منشوری هورنبلند دیده میشود و در برخی بلورها، تنها حاشیه آنها و در برخی دیگر، همه بلور با کانیهای کدر جایگزین شده است. جایگزینی کانی پلاژیوکلاز با کانی رسی در سنگهای منطقه بسیار رایج است.
داسیت
رخنمون گنبدهای داسیتی در بخشهای شمالی و شمالخاوری منطقه دیده میشوند. بخش بالایی این گنبدها، ساختهای ستونی شگرفی را به نمایش میگذارند. رنگ این سنگها خاکستری روشن بوده و از فنوکریستهای پلاژیوکلاز، کوارتز نیمهشکلدار و کمی آلکالیفلدسپار (سانیدین) ساخته شدهاند. بافت این سنگها پورفیریتیک، با خمیره دانهریز تا دانه متوسط و گاه میکرولیتیک است. جایگیری بلورهای درشت در زمینهای از کانیهای دانهریز (میکرولیت) و یا شیشه نشاندهنده پیدایش فنوکریستها در پی تبلور آهسته در ژرفای زمین و پیدایش زمینه در پی سردشدن پرشتاب (در سطح و یا نزدیکی سطح) است (Vernon, 2004). پلاژیوکلاز، آلکالیفلدسپار و کوارتز از کانیهای اصلی و آلکالیفلدسپار و کانیهای فرومنیزین، از کانیهای عادی این سنگها هستند. پلاژیوکلاز فراوانترین فنوکریست در داسیتهای منطقه است. ترکیب پلاژیوکلاز برپایه زاویه خاموشی در محدوده (الیگوکلاز- آندزین) جای میگیرد. در برخی نمونهها، پلاژیوکلازها منطقهبندی دارند. لبههای خوردهشده و هسته گردشده که پیامد جذب توسط ماگماست نیز در این نمونهها دیده میشوند. بلورهای ریزی از پلاژیوکلاز نیز در خمیره یافت میشوند. برخی درشتبلورهای پلاژیوکلاز با بهدامانداختن هورنبلند و بیوتیت بافت پوییکیلیتیک نشان میدهند (شکل 5-A ).
شکل 5- تصویرهای میکروسکوپی (XPL) از داسیتهای منطقه خوان (شمالخاوری بیرجند). A) درشتبلورهای شکلدار تا نیمهشکلدار هورنبلند با ماکل نواری و حاشیه اپاسیتی؛ B) بافت پوییکیلیتیک در پلاژیوکلاز و پلاژیوکلازهای سالم و دگرسانشده
از نکتههای مهم در نمونههای بررسیشده، رویداد پلاژیوکلاز سالم و دگرسانشده در کنار هم است (شکل 5- B). برپایه پیشنهاد Shelley (1993)، این دو، مربوط به دو نسل پلاژیوکلاز است. پلاژیوکلازهای سالم که بهصورت درشتبلور یا میکرولیت (در خمیره) دیده میشوند، نسل دوم هستند. در پی رفتار محلولهای گرمابی، پلاژیوکلاز نسل اول زودتر واکنش داده و دگرسان شده است؛ اما پلاژیوکلاز نسل دوم به نسبت سالم بهجای مانده است (دگرسانی انتخابی).دگرسانیهای آرژیلیک، کربناتیشدن و اکسیدشدن از دگرسانیهای رایج در منطقه هستند. دگرسانی آرژیلیک در پی آبشویی فلدسپارها و در شرایط اسیدی روی میدهد. کربناتیشدن نیز در پی رفتار محلولی سرشار از CO2 رخ میدهد. جایگزینی کانی پلاژیوکلاز با کانی رسی در سنگهای منطقه بسیار رایج است. دگرسانی آرژیلیک حدواسط بر فلدسپارهای پلاژیوکلاز مؤثر است و با پیدایش کانیهای رسی کائولینیت و گروه اسمکتیت (بیشتر مونتموریلونیت) شناخته میشود. دگرسانی آرژیلیک حدواسط بیشتر با متاسوماتیسم H+ همراه است (2009 Pirajno,).
زمینشیمی و سنگزایی
دادههای تجزیه شیمیایی به روش ICP برای عنصرهای اصلی (برپایه درصد وزنی)و روش ICP-MS برای عنصرهای فرعی و کمیاب (برپایه ppm)، برای سنگهای آتشفشانی منطقه خوان در جدول 1 آورده شدهاند.
جدول 1- دادههای تجزیه شیمیایی سنگهای آتشفشانی منطقه خوان– قهستان (شمالخاوری بیرجند) (اکسید عنصرهای اصلی برپایه درصد وزنی و عنصرهای فرعی و کمیاب برپایه ppm)
|
Sample No. |
F-9 |
F-15 |
F-69 |
F-74 |
F-98 |
F-102 |
F-103 |
F-115 |
F-118 |
F-87 |
|
SiO2 |
68.13 |
67.72 |
66.10 |
66.67 |
65.25 |
58.43 |
67.67 |
57.36 |
56.81 |
64.38 |
|
TiO2 |
0.40 |
0.41 |
0.38 |
0.42 |
0.52 |
1.13 |
0.38 |
1.33 |
1.31 |
0.55 |
|
Al2O3 |
15.37 |
15.8 |
15.22 |
15.11 |
15.64 |
17.08 |
14.62 |
17.38 |
17.29 |
15.63 |
|
Cr2O3 |
0.004 |
0.009 |
0.007 |
0.006 |
0.006 |
0.007 |
0.006 |
0.005 |
0.006 |
0.006 |
|
Fe2O3t |
3.12 |
3.72 |
3.09 |
3.22 |
4.34 |
7.15 |
3.05 |
7.08 |
7.30 |
4.36 |
|
MnO |
0.06 |
0.09 |
0.04 |
0.03 |
0.06 |
0.13 |
0.11 |
0.13 |
0.12 |
0.08 |
|
MgO |
1.25 |
1.32 |
1.32 |
1.58 |
1.36 |
2.94 |
1.49 |
3.33 |
3.27 |
1.99 |
|
CaO |
4.11 |
3.83 |
4.38 |
4.35 |
4.54 |
5.53 |
3.33 |
5.72 |
5.69 |
4.68 |
|
Na2O |
3.81 |
3.88 |
3.61 |
3.68 |
4.06 |
4.57 |
3.38 |
4.84 |
4.74 |
3.67 |
|
K2O |
1.84 |
2.09 |
1.81 |
1.95 |
1.74 |
1.62 |
2.92 |
1.56 |
1.53 |
1.92 |
|
P2O5 |
0.15 |
0.15 |
0.14 |
0.12 |
0.27 |
0.50 |
0.10 |
0.51 |
0.49 |
0.27 |
|
LOI |
1.6 |
1.4 |
3.7 |
2.7 |
½ |
0.7 |
2.8 |
0.5 |
1.2 |
2.2 |
|
Ni |
20 |
29 |
23 |
22 |
20 |
25 |
20 |
22 |
26 |
20 |
|
Sc |
6 |
6 |
6 |
8 |
8 |
10 |
7 |
11 |
11 |
8 |
|
Ba |
342 |
335 |
393 |
294 |
328 |
225 |
412 |
212 |
245 |
279 |
|
Be |
2 |
1 |
2 |
1 |
1 |
3 |
1 |
3 |
1 |
1 |
|
Co |
6.3 |
7.4 |
5. |
7.8 |
7.6 |
16.2 |
6.6 |
17.1 |
16.8 |
2.2 |
|
Cs |
2.2 |
4.8 |
3.6 |
6.3 |
2.4 |
1.2 |
5.2 |
0.6 |
0.1 |
1.6 |
|
Ga |
14.8 |
14.2 |
13.5 |
14.3 |
15.2 |
16.6 |
13.9 |
17.0 |
16.2 |
13.6 |
|
Hf |
4.7 |
4.7 |
4.2 |
4.0 |
5.2 |
5.7 |
4.0 |
5.7 |
5.8 |
5.0 |
|
Nb |
8.1 |
7.7 |
7.6 |
6.7 |
10.7 |
16.3 |
8.3 |
17.1 |
16.6 |
10.2 |
|
Rb |
59.5 |
69.7 |
84.8 |
72.8 |
45.2 |
34.2 |
103.0 |
20.1 |
25.3 |
49.5 |
|
Sn |
2 |
3 |
2 |
2 |
2 |
2 |
2 |
2 |
2 |
1 |
|
Sr |
259.6 |
241.9 |
298.0 |
246.2 |
310.8 |
450.3 |
210.6 |
490.6 |
496.1 |
292.4 |
|
Ta |
0.7 |
0.6 |
0.7 |
0.6 |
0.8 |
1.1 |
0.8 |
1.2 |
1.1 |
0.8 |
|
Th |
11.0 |
11.2 |
12.0 |
10.9 |
8.9 |
6.5 |
13.6 |
6.2 |
6.2 |
9.0 |
|
U |
2.0 |
2.3 |
2.2 |
2.2 |
1.8 |
1.3 |
3.0 |
1.2 |
1.1 |
1.5 |
|
V |
45 |
48 |
44 |
63 |
62 |
66 |
48 |
77 |
74 |
62 |
|
W |
1.1 |
1.3 |
0.9 |
1.5 |
0.8 |
0.5 |
1.0 |
0.5 |
0.5 |
0.6 |
|
Zr |
208.8 |
205.5 |
175.2 |
164.7 |
242.7 |
299.0 |
167.6 |
299.0 |
288.5 |
241.0 |
|
Y |
16.7 |
16.2 |
14.4 |
15.1 |
22.5 |
28.5 |
18.6 |
28.9 |
27.3 |
23.3 |
|
La |
27.4 |
25.4 |
25.6 |
22.0 |
30.2 |
33.1 |
25.5 |
31.3 |
32.0 |
29.5 |
|
Ce |
48.2 |
46.1 |
41.3 |
39.1 |
54.7 |
63.5 |
45.8 |
61.5 |
60.6 |
54.5 |
|
Pr |
5.04 |
4.86 |
4.65 |
4.23 |
6.01 |
7.07 |
4.68 |
7.07 |
6.80 |
5.65 |
|
Nd |
17.5 |
17.1 |
15.6 |
15.0 |
21.8 |
26.2 |
16.6 |
26.5 |
26.3 |
20.2 |
|
Sm |
3.44 |
3.20 |
2.96 |
2.92 |
4.16 |
5.39 |
3.19 |
5.32 |
5.27 |
3.84 |
|
Eu |
0.84 |
0.83 |
0.78 |
0.76 |
1.13 |
1.56 |
0.64 |
1.55 |
1.55 |
1.07 |
|
Gd |
3.17 |
3.04 |
2.86 |
2.62 |
4.10 |
5.32 |
3.19 |
5.20 |
5.20 |
4.02 |
|
Tb |
0.50 |
0.51 |
0.46 |
0.45 |
0.67 |
0.86 |
0.51 |
0.87 |
0.86 |
0.67 |
|
Dy |
2.82 |
2.88 |
2.49 |
2.69 |
3.77 |
5.11 |
3.05 |
5.08 |
4.80 |
3.75 |
|
Ho |
0.59 |
0.56 |
0.54 |
0.53 |
0.81 |
1.07 |
0.65 |
1.04 |
1.00 |
0.80 |
|
Er |
1.71 |
1.74 |
1.41 |
1.53 |
2.41 |
2.86 |
1.87 |
2.99 |
2.93 |
2.31 |
|
Tm |
0.25 |
0.25 |
0.23 |
0.26 |
0.35 |
0.46 |
0.31 |
0.46 |
0.43 |
0.35 |
|
Yb |
1.65 |
1.77 |
1.48 |
1.78 |
2.38 |
2.90 |
1.96 |
2.77 |
2.79 |
2.32 |
|
Lu |
0.26 |
0.27 |
0.25 |
0.27 |
0.38 |
0.47 |
0.31 |
0.44 |
0.46 |
0.38 |
برای نامگذاری شیمیایی سنگهای آتشفشانی منطقه، نمودارهای گوناگونی بهکار برده شد. برپایه نمودار Na2O+K2O در برابر SiO2 (Cox et al., 1979)، نمونههای منطقه خوان در محدوده داسیت، آندزیت و تراکیآندزیت بازالتی هستند (شکل 6- A). در نمودار مجموع آلکالیها (Na2O + K2O) در برابر SiO2 (Irvine and Bragar, 1971) نیز نمونهها در محدوده سابآلکالن و نزدیک به مرز جداکننده سابآلکالن از آلکالن جای میگیرند (شکل 6- B). در نمودار پیشنهادیِ Muller و Groves (1992)، نمونهها در محدوده کالکآلکالن هستند (شکل 6- C). در نمودار پیشنهادیِ Peccerillo و Taylor (1976) نیز سنگهای منطقه در سری ماگمایی کالکآلکالن پتاسیم متوسط جای میگیرند (شکل 6- D).
شکل 6- جایگاه نمونههای منطقه خوان (شمالخاوری بیرجند) در: A) نمودار (Na2O + K2O) در برابر SiO2 Cox et al., 1979)؛ B) نمودار مجموع آلکالیها (Na2O + K2O) در برابر SiO2 (Irvine and Baragar, 1971)؛ C) نمودار Ta/Yb در برابر Ce/Yb Muller and Groves, 1992))؛ D) نمودارK2O در برابر SiO2 (Peccerillo and Taylor, 1976)
در بررسی رفتار زمینشیمیایی عنصرها در سیستم ماگمایی، نمودارهای گوناگونی برای عنصرها رسم شدهاند. با توجه به حساسیت برخی عنصرهای فرعی و کمیاب در برابر تحولات ماگمایی، پراکندگی عنصرها نشاندهندة تغییر شرایط زمینشیمیایی هنگام پیدایش، بالاآمدن، فوران و انجماد ماگماست. البته با وجود پراکندگیها، برخی نمودارها روند افزایشی و یا کاهشی آشکاری نشان میدهند. در نمودار عنصرهای کمیاب خاکی بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)، غنیشدگی از LREE با آنومالی منفی ضعیف یوروپیم (Eu) دیده میشود (شکل 7- A). شیب منفی نشان میدهد این پدیده به غنیشدگی انتخابیِ عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) (از La تا Nd) وابسته است. آنومالی منفی و ضعیف یوروپیم نشاندهنده نقش جدایش بلوری پلاژیوکلاز در تحول سنگهای منطقه است (Anderson and Arthur, 1984). در نمودار عنصرهای خاکی نادر بهنجارشده در برابر ترکیب کندریت، عنصرهای خاکی نادر سبک (LREE) در برابر عنصرهای خاکی نادر سنگین (HREE) غنیشدگی نشان میدهند (شکل 7- A). این نکته نشانة گارنتداربودن خاستگاه است (Schandle, 2002). به باور Winter (2001)، آنچه غنیشدگی سنگهای یک ناحیه از LREE را در پی دارد، پیدایش آنها در پهنههای فرورانش است. غنیشدگی LREE در برابر HREE، پیامد ناسازگارتربودن LREE در برابر HREE است. در نمودار فراوانی عنصرهای کمیاب و خاکی نادر که در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989) بهنجارشدهاند، شیب منفی، غنیشدگی انتخابی عنصرهای لیتوفیل بزرگ یون (LILE) در برابر عنصرهای کمیاب با شدت میدان بالا (HFSE) را نشان میدهد. در این نمودار عنصرهای K، U، Th و Cs آنومالی مثبت و عنصرهای Ti، P، Nb و Ba آنومالی منفی نشان میدهند (شکل 7- B).
شکل 7- نمونههای منطقه خوان (شمالخاوری بیرجند) در: A) نمودار عنصرهای خاکی کمیاب بههنجارشده در برابر ترکیب کندریت (Nakamura, 1974)؛ B) نمودار عنکبوتی عنصرهای خاکی نادر و کمیاب بههنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)
به باور Wang و همکاران (2004)، غنیشدگی از Cs، نشانه آلایش ماگما با مواد پوستهای است. این فرایند در پی انباشتگی بالای این عنصر در پوسته قارهای و توقف ماگمای سازنده سنگها (هرچند برای مدت کوتاه) در پوسته قارهای زیرین، بههمراه نفوذ سیالهای پوستهای به درون ماگما و یا هضم مواد پوستهای درون ماگما در هنگام بالاآمدن روی میدهد. در کل، LILE غنیشدگی بیشتری نشان میدهند؛ زیرا به پهنه فرورانش وابستگی دارند (Zanette et al., 1999). غنیشدگی از LILE (مگر Ba) از ویژگیهای ماگمای وابسته به پهنه فرورانش است (Gencalioglu Kuscu and Geneli, 2010).
در نمودارهای عنکبوتی که برپایه دادههای بهنجارشده در برابر ترکیب گوشته اولیه (Sun and McDonough, 1989)، از دیدگاه زمینشیمیایی، آنومالی منفی Nb و Ti پیدایش ماگما در پهنههای فرورانش را نشان میدهد (Wilson, 1989). به باور Rollinson (1993)، آنومالی منفی Nb نشاندهندة سنگهای قارهای است و چهبسا نشاندهنده شرکت پوسته در فرایندهای ماگمایی تیز باشد. غنیشدگی نمونهها از عنصرهای لیتوفیل با شعاع یونی بزرگ (مانند: Rb و K) و تهیشدگی یکنواخت از عنصرهای با قدرت یونی بالا (مانند: Nb و Ti) نشاندهندة ماگماتیسم در کمانهای آتشفشانی حاشیه قاره است (Wilson, 1989; Chappell, 1999). تهیشدگی عنصرهای با شدت میدان بالا یا HFSE (مانند: Nb، P و Ti) از ویژگیهای برجسته محیطهای کمانی است. این ویژگی، خاستگاه ماگما از پوسته اقیانوسی فرورونده و گوة گوشتهای دگرنهاد روی آن، تحمل فرایند تبلور جدایشی و نیز هضم و آلایش ماگما با مواد پوستهای را نشان میدهد (Saunders et al., 1992; Nagudi et al., 2003). در ریولیتها، تهیشدگی آشکار Ti و P به جدایش بلوریِ آپاتیت و تیتانومگنتیت و غنیشدگی Th و U در این سنگها، به آلودگی پوستهای و یا ویژگیهای خاستگاه وابسته است (Gencalioglu Kuscu and Geneli, 2010). ناهنجاری منفی Nb از ویژگیهای آشکار سنگهای قارهای است. ازاینرو، ناهنجاریهای منفی ماگمای گوشتهای از عنصر Nb، پیامد آلایش این ماگما با مواد پوستهای در هنگام بالاآمدن و جایگزینی است (Rollinson, 1993). آنومالی منفی Ti نیز بازتابی از نقش اکسیدهای Ti و Fe است؛ زیرا برپایه بررسیهای Rollinson (1993)، این آنومالی پیامد افزودهشدن عنصر Ti به ساختار کانیهایی مانند تیتانومگنتیت در مراحل نخستین جدایش بلوری است. آنومالی منفی Ti از ویژگیهای آشکار سنگهای پوستهای است. به باور Wilson (1989)، آنومالی منفی Nb و Ta ویژة پهنههای فرورانش و آنومالی مثبت آنها ویژة پهنههای کششی و کافتی است. ناهنجاری مثبت Th و U نشانه افزودهشدن رسوبهای پلاژیک و یا پوسته اقیانوسی دگرسانشده به خاستگاه ذوبشدگی است (Gue et al., 2003). الگوی REE نمونهها با غنیشدگی از LREE و با آنومالی منفی بسیار کم Eu شناخته میشود. معمولاً آنومالی منفی Eu پیامد جدایش بلورین پلاژیوکلاز است (Anderson and Arthur, 1984). روند تغییرات عنصرهای کمیاب در سنگهای منطقه خوان– قهستان کموبیش موازی است که این امر نشاندهندة همخاستگاهبودن آنها است. برپایه نمودارهای عنکبوتی بهنجارشده در برابر عنصرهای کمیاب و نادر خاکی، تهیشدگی نمونههای بررسیشده از عنصرهای ناسازگار با پتانسیل یونی بالا (مانند: Ti، Nb، P و Zr) پیامد ماگماتیسم وابسته به پهنه فرورانش، خاستگاه گوشتهای متاسوماتیزه و غنیشده (در پی فرایندهای فرورانش) و از سوی دیگر، دارابودن آمفیبول و نیز بالابودن فوگاسیته اکسیژنِ ماگماست.
برای ارزیابی پهنه زمینساختی پیدایش ماگما و شناسایی کمان ماگمایی حاشیه فعال قارهای از کمان ماگمایی جزایر کمانی، از نمودار Pearce (1983) بهره گرفته شد. برپایه این نمودار، سنگهای منطقه در گروه کمان آتشفشانی قارهای جای میگیرند. پس پهنه زمینساختیِ پیدایش ماگما در منطقه خوان– قهستان بخشی از پهنههای حاشیه فعال قارهای بهشمار میرود. نسبت عنصرهای کمیاب Zr-Y برای شناسایی رژیم زمینساختی بهکار برده میشود. اگر نسبت Zr/Y بیشتر از 3 باشد، گدازهها در پهنه کمانهای آتشفشانی قارهای و اگر کمتر از 3 باشد، در کمانهای آتشفشانی اقیانوسی پدید آمدهاند (1979 Pearce and Norry,). ازآنجاییکه این نسبت در سنگهای آتشفشانی منطقه خوان بیشتر از 3 است، پس پیدایش این سنگها در پهنه کمان آتشفشانی قارهای دانسته میشود (شکل 8-A). برپایه نسبت Zr/Nb، پهنههای وابسته به فرورانش و کوهزایی از پهنههای غیرکوهزایی شناخته میشوند. اگر این نسبت، بیشتر از 10 باشد، نشاندهندة ماگماتیسم وابسته به خاستگاهی تغییریافته هنگام فرورانش است و اگر این نسبت کمتر از 10 باشد، خاستگاه ماگما غیرکوهزایی بوده است (2006 Sommer,). میانگین این نسبت در سنگهای منطقه خوان– قهستان 9/21 است (شکل 8- B) و نمودار پیشنهادیِ Thompson و Flower (1986)، نشان میدهد سنگهای آتشفشانی این منطقه در محدوده فرورانش و پس از برخورد جایگیری کردهاند. برای شناسایی غنیشدگی با سیالهای پهنه فرورانش یا آلودگی پوستهای و غنیشدگی در پهنه درونصفحهای )شکل 8- C)، نمودار Nb/Rb در برابر Rb/Y بهکار برده میشود (Edwards et al., 1991). روند عمودی دادهها، ویژگیهای غنیشدگی در پهنه فرورانش یا آلودگی پوستهای را نشان میدهند. همچنین، تغییرات Nb و Rb در سنگهای منطقه خوان– قهستان نیز غنیشدگی در پهنه فرورانش یا آلایش پوستهای را نشان میدهند. جایگاه نمونهها روی نمودار، تهیشدگی از عنصرهای HFSE را نشان میدهد که معمولاً در گدازههای مربوط به پهنههای فرورانش دیده میشود. در پهنههای فرورانش عنصرهای HFSE (مانند: Ti) در صفحه فرورونده بهجای میمانند و عنصرهای LILE (Ba، Rb، Sr، K) به آسانی به بخش بالایی گوشته برده میشوند (Pearce, 1983). برای بررسی بود یا نبود غنیشدگی در خاستگاه سنگهای منطقه خوان، نسبت عنصرهای ناسازگار Y و Zr بهکار برده شد. برپایه نمودار Sun و McDonough (1989) (شکل 7- D)، نمونهها در گسترة سنگهای پدیدآمده از گوشتة غنیشده جای میگیرند. علت کاربرد عنصرهای Zr و Y، نامتحرکبودن این عنصرها در برابر سیالها و اطلاعاتی است که درباره خاستگاه گوشتهای و میزان غنیشدگی و تهیشدگی در اختیار ما میگذارند (Thompson and Flower, 1986 ).
شکل 7- جایگاه نمونههای منطقه خوان (شمالخاوری بیرجند) در: A) نمودار تغییرات Zr در برابر Zr/Y (Pearce, 1983)؛ B) نمودار فراوانی Zr در برابر Nb (Thompson and Flower, 1986)؛ C) نمودار Nb/Rb در برابر Rb/Y (Edwards et al., 1991)؛ D) نمودار Zr در برابر Y (Sun and McDonough, 1989)
برای ارزیابی خاستگاه و سنگ مادر سنگهای این منطقه، نمودار Rb در برابر Rb/Nb (Ozdemir et al., 2006) بهکار برده شد؛ زیرا گارنت کانی اصلی نگهدارنده Yb و نسبت متغیر Rb/Nb وابسته به گارنت است. پس این نمودار برای شناسایی ذوب گوشته اسپنیل لرزولیتی از گارنت لرزولیتی کاربرد دارد. همانگونهکه در (شکل 8- A) دیده میشود، روند دادههای منطقه، با منحنی ذوب اسپنیل لرزولیت همخوانی دارد و نشان میدهد میزان ذوب برای پیدایش ماگمای سازندة این سنگها برابر با 1تا 10 درصد بوده است. میزان درجه ذوببخشی کمِ سنگ خاستگاه (1تا 10درصد ذوب)، با شیب کمابیش تند نمودارهای عنکبوتی که پیامد درجههای ذوببخشی کم خاستگاه است، کاملاً سازگار است. چنین خاستگاه مشابهی برای سنگهای آتشفشانی خاور نابر (جنوبباختری کاشان) با سن ائوسن نیز گزارش شده است (Ebrahimi and Tabatabaei Manesh, 2016).
شکل 8- جایگاه نمونههای منطقه خوان (شمالخاوری بیرجند) در: A) نمودار Rb در برابر Rb/Yb (Ozdemir et al., 2006)؛ B) نمودار Nb/Y به Rb/Y (Chazot and Bertrand, 1995)؛ C) نمودار Rb در برابر Ba/Rb (Askren et al., 1999)
پهنه انتقالی میان اسپینل لرزولیت و گارنت لرزولیت در ژرفای 60 تا 80 کیلومتر دانسته شده است (Ellam, 1992). به باور برخی زمین شناسان دیگر (مانند: Middlemost، 1985)، چنین ژرفایی در 70 تا 80 کیلومتری گوشته بالایی است. به باور برخی دیگر، بسیاری از گارنت لرزولیتها در دمای 900 تا 1400 درجه سانتیگراد و فشار زیر زمین در ژرفای 120 تا 170 کیلومتری پایدار هستند (Gurney and Harte, 1991). به باور آنها، گارنت لرزولیتهایی که در بخش بالایی این محدوده دمایی در تعادل هستند، در هالههای پردمای دیاپیرهای بالاآمده پدید آمدهاند. اسپینل تا ژرفای 80 کیلومتری پایدار است؛ اما گارنت تا بخشهای ژرف گوشته نیز پایداری دارد (1992 Ellam,). ازآنجاییکه این نمودار، نشاندهنده اسپینلداربودن و نبود گارنت در خاستگاه سنگهای این منطقه است، پس بیشینه ژرفای جایگیری ماگمای سازندة این سنگها، 80 کیلومتر دانسته میشود. برپایه نسبت عنصرهای کمیاب (Nb/YوRb/Y) ماگمای پدیدآمده از مواد گوشتهای و پوستهای شناخته میشوند (Chazot and Bertrand, 1995) (شکل 8-B). اگر نسبت Rb/Nb بیشتر از 1 باشد، نشاندهنده خاستگاه پوستهای ماگمای مادر است و اگر کمتر از 1 باشد، خاستگاه ماگمای مادر گوشته بالایی بوده است. میانگین نسبت Rb/Nb سنگهای آتشفشانی منطقه خوان –قهستان، 47/6 است که نشان میدهد ماگمای مادر سنگهای آتشفشانی منطقه از ذوب مواد پوستهای پدید آمده است. برای آشکارترکردن نقش آلودگی پوستهای در پیدایش سنگهای یادشده، نمودار Rb در برابر Ba/Rb بهکار برده شد (Askren et al, 1999). همانگونهکه در شکل 8- C دیده میشود، سنگهای منطقه خوان- قهستان روند آلایش با پوسته بالایی را نشان میدهند.
آلودگیهای پوستهای برای بسیاری از سنگهای آتشفشانی ائوسن در بخشهای مرکزی ایران (Ebrahimi and Tabatabaei Manesh, 2016) و شمالباختری کشور (Pirmohammadi Alishi, 2015) نیز گزارش شده است.
نتیجهگیری
- سنگهای آتشفشانی ترشیری منطقه خوان دربردارندة تناوبی از سنگهای آذرآواری و گدازه هستند. تناوب آذرآواریها و گدازه در منطقه، رخداد ولکانیسم دو مرحلهای را نشان میدهد. در مرحله فوران نخستین، مواد آذرآواری پرتاب و نهشتهشده شدهاند و سپس با بازشدن مجاری و دودکشهای آتشفشانی، برونریزی جریانهای گدازهای روی داده است.
- بافت غالب این سنگها پورفیریتیک با خمیره میکروگرانولار، میکرولیتی و شیشهای است؛ هرچند بافتهای گلومروپورفیریتیک، جریانی و حفرهای نیز دیده میشوند. بافت غربالی، خوردگی خلیجی و منطقهبندی شیمیایی از بافتهای کانیایی اصلی هستند و نشاندهنده نبود تعادل و آلایش ماگما در هنگام بالاآمدن هستند.
- آنومالی منفی Ti و Nb در سنگهای منطقه و همچنین، میزان HREE کم و LREE بالا در آنها نشانه رخداد ماگماتیسم در پهنه فرورانش است.
- برپایه نمودار Rb در برابر Rb/Yb، سنگ خاستگاه مذاب سازنده سنگهای منطقه، اسپینل لرزولیتی بوده که نزدیک به 1 تا 10 درصد ذوببخشی را سپری کرده است.
- بیهنجاری منفی Nb در سنگهای منطقه که ویژگیِ سنگهای قارهای است، مشارکت پوستهای در فرایندهای ماگمایی را نشان میدهد.
- برپایه نمودارهای شناسایی پهنه زمینساختی پیدایش ماگما، سنگهای آتشفشانی منطقه خوان، بخشی از پهنه فرورانش حاشیه قارهای فعال است.
- ویژگیهای سنگنگاری، نمودارهای عنصرهای سازگار و ناسارگار در برابر یکدیگر و هماهنگی الگوی توزیع REE و عنصرهای ناسازگار میان نمونهها نشاندهنده وابستگی این سنگها به یکدیگر از راه جدایش بلوری است.
- نمودار Ba/Rb در برابر Rb نشاندهنده آلایش سنگهای منطقه با پوسته بالایی است.
- دگرسانیهای گوناگون در منطقه (مانند: آرژیلیتیشدن، سریسیتیشدن، کربناتیشدن، اُپاسیتیشدن و اکسیدشدن)، این منطقه را برای پیجویی مواد معدنی (مانند: کانیهای رسی و اندوختههای گرمابی) توانمند نشان میدهد.
)